Quá trình vật lý của bốc hơi Những phân tử chất nước hoặc băng ở trạng thái không ngừng chuyển động, trong đó chúng chuyển động với những tốc độ khác nhau và theo những hướng khác nhau.
Trang 1Chương 4 NƯỚC TRONG KHÍ QUYỂN
Nước tồn tại trong khí quyển có thể thấy qua ba trạng thái: trạng thái hơi, đặc trưng cho độ ẩm của không khí, trạng thái lỏng dưới dạng mưa, sương mù, mây; trạng thái rắn dưới dạng mưa
đá, mưa tuyết, các tinh thể băng cho mây
Nước đi vào khí quyển ở trạng thái hơi, do sự bốc hơi từ bề mặt nước, bề mặt đất ẩm ướt, từ bề mặt băng tuyết và từ các lá cây Từ trạng thái hơi, trong những điều kiện nhất định nước có thể chuyển sang trạng thái lỏng và rắn
Nước trong khí quyển có thể di chuyển từ nơi này đến nơi khác, hiện tượng đó gọi là quá trình tuần hoàn nước trong khí quyển
4.1 TUẦN HOÀN NƯỚC TRONG THIÊN NHIÊN
Nước tồn tại trong thiên nhiên dưới ba trạng thái: rắn, lỏng và khí Ba thể đó không ngừng chuyển hóa lẫn nhau
Dưới tác dụng của mặt trời, một phần nước ở biển, sông, ao hồ, trong đất, trong thực vật,… chuyển thành hơi nước bay vào khí quyển Hơi nước trong không khí sẽ ngưng tụ thành mây, còn phần chưa ngưng tụ sẽ bay lơ lửng trong không khí Từ các đám mây có mưa hoặc tuyết rơi xuống lục địa và biển, rồi lại bốc hơi… Một quá trình vận động của nước như vậy gọi là quá trình tuần hoàn của nước trong thiên nhiên
Sự tuần hoàn nước trên địa cầu diễn ra theo Hình 4.1 Tuần hoàn của nước trên địa cầu có thể
chia ra 2 loại: đại tuần hoàn và tiểu tuần hoàn
Hình 4.1 Tuần hoàn của nước trên địa cầu
- Đại tuần hoàn: Nước bốc hơi trên biển có một bộ phận nhờ hoàn lưu khí quyển từ biển vận chuyển đến lục địa sinh ra giáng thủy, giáng thủy trên lục địa lại kinh qua dòng chảy của sông ngòi chảy ra biển, do đó cân bằng nước trên biển
- Tiểu tuần hoàn: Nước trên mặt biển hoặc trên mặt lục địa bốc hơi thành hơi nước, ngưng
tụ thành mây sinh ra mưa, trên mặt biển hoặc mặt lục địa (tức tiểu tuần hoàn biển và tiểu tuần hoàn lục địa)
Từ sơ đồ tuần hoàn của nước trên lục địa có thể viết:
Trang 2Trên biển: X1 + Y – Z1 = 0 (4.1)
Trên lục địa: X2 – Y – Z2 = 0 (4.2)
Trong đó: Z1 - lượng nước bốc hơi từ mặt biển;
Z2 – lượng nước bốc hơi từ lục địa;
X1 – lượng nước rơi xuống trên biển;
X2 – lượng nước rơi xuống lục địa;
Y – lượng dòng chảy từ lục địa ra biển
Các phương trình trên viết cho thời gian dài năm hay nhiều năm Xét cân bằng nước trên toàn địa cầu trong thời gian dài thì lượng bốc hơi luôn bằng lượng nước giáng thủy:
Z1 + Z2 = X1 + X2 (4.3) Tính trung bình, lượng nước bốc hơi trên mặt biển hàng năm là 448.000 km3, lượng nước bốc hơi trên lục địa hàng năm: 63.000 km3, lượng nước giáng thủy trên mặt biển hàng năm: 412.000 km3 và lượng nước giáng thủy trên lục địa hàng năm: 99.000 km3
Giữa biển và lục địa còn có quá trình trao đổi nước Giả định trong dòng không khí thổi từ lục địa ra biển chứa lượng nước A2, trong dòng không khí thổi từ biển vào lục địa chứa lượng nước
là A1 Vì A1 > A2 cho nên trên lục địa lượng giáng thủy lớn hơn lượng bốc hơi ngược lại trên biển lượng bốc hơi lớn hơn lượng giáng thủy
Trên biển: + Y + A2 – A1 = 0 (4.4)
Trên lục địa: - Y + A2 + A1 = 0 (4.5)
Trong 1 năm ở biển lượng nước bốc hơi nhiều hơn lượng nước giáng thủy là 36.000 km3 Sự chênh lệch này được bù lại bằng dòng chảy từ lục địa ra biển Vì vậy nước ở biển không có sự thay đổi rõ rệt
Những công trình nghiên cứu của K I Casin và U I Buduco cho thấy hơi nước do các dòng không khí đưa từ biển vào giữ vai trò chủ yếu trong việc tạo thành giáng thủy trên lục địa
4.2 BỐC HƠI
4.2.1 Ý nghĩa của bốc hơi
Bốc hơi là quá trình nước ở thể lỏng hay thể rắn biến thành nước ở thể hơi còn gọi là quá trình thăng hoa
Quá trình bốc hơi trong những điều kiện thiên nhiên là một trong những khâu cơ bản trong vòng tuần hoàn của nước trên trái đất Vì sự bốc hơi đòi hỏi phải tiêu hao một lượng nhiệt rất lớn, cho nên nó còn là nhân tố quan trọng của sự tro đổi nhiệt trên mặt đất Trong thực tế, người ta dùng nhân tố bốc hơi để tính trị số cân bằng nhiệt của mặt đất (trong Chương 4)
Quá trình bốc hơi không những cung cấp một lượng nước cho khí quyển mà còn là một nhân tố quan trọng làm thay đổi cân bằng nước trong đất Vấn đề xác định độ bốc hơi có ý nghĩa lớn trong việc tính toán cân bằng nước của một số ngành
Xác định độ bốc hơi thiên nhiên có giá trị thực tiễn rất cao, đặc biệt đối với những vấn đề nông nghiệp và kỹ thuật thủy lợi Trong nông nghiệp, dùng bốc hơi để xác định cân bằng lượng nước
Trang 3trong đất, nghiên cứu tiểu khí hậu đồng ruộng nhất là đối với việc xác định trữ lượng ẩm của các cánh đồng nông nghiệp Trong thủy lợi rất cần thiết phải tính toán bốc hơi trong khi xây dựng hồ chứa nước, nghiên cứu dòng chảy, xác định mực nước tưới…
4.2.2 Quá trình vật lý của bốc hơi
Những phân tử chất nước (hoặc băng) ở trạng thái không ngừng chuyển động, trong đó chúng chuyển động với những tốc độ khác nhau và theo những hướng khác nhau Những phân tử ở ngay trên mặt chất nước khi đạt tốc độ lớn có thể tắng lực kết dính phân tử vượt ra khỏi chất nước đi vào không khí Nhiệt độ càng cao, số phân tử bay ra càng tăng Kết quả, chất nước chuyển dần sang trạng thái hơi của chất đó Các phân tử hơi này chuyển động theo nhiều hướng khác nhau và một phần các phân tử đó lại rơi vào trong nước
Dưới một nhiệt độ nhất định nào đó và trong một đơn vị thời gian có thể xảy ra ba quá trình sau:
- Số phân tử bay ra khỏi mặt nước lớn hơn số phân tử trở lại mặt nước, hay nói cách khác:
số phân tử bị khí hóa lớn hơn số phân tử bị dịch hóa thì xảy ra hiện tượng nước bốc hơi Nếu xét sức trương hơi nước thực tế và sức trương hơi nước bảo hòa ở lớp không khí sát mặt nước thì bốc hơi xảy ra khi:
e < E
- Số phân tử bay ra khỏi mặt nước bằng số phân tử trở lại mặt nước (số phân tử bị khí hóa bằng số phân tử bị dịch hóa) thì trạng thái cân bằng động được thành lập Sự bốc hơi ngừng lại, lúc đó, hơi nước trên mặt bốc hơi ở trạng thái bảo hòa:
e = E
- Số phân tử bay ra khỏi mặt nước nhỏ hơn số phân tử trở lại mặt nước (khả năng dịch hóa lớn hơn khả năng khí hóa) sẽ xảy ra hiện tượng ngược lại hiện tượng bốc hơi tức là hiện tượng ngưng tụ Lúc đó:
e > E Như vậy, rõ ràng độ bốc hơi phụ thuộc vào độ thiếu hụt bão hòa
Khi quá trình bốc hơi đang tiến hành sẽ kèm theo sự giảm nhiệt độ, vì sau khi phân tử nước chuyển động tương đối nhanh bay ra khỏi mặt nước, sẽ làm cho khả năng chuyển động trung bình của phân tử còn lại trong chất nước giảm đi Sự giảm khả năng chuyển động trung bình chứng tỏ có sự giảm nhiệt lượng, như vậy nhiệt độ sẽ giảm xuống Muốn cho chất nước bốc hơi giữ được nhiệt độ không đổi, cung cấp cho nó một lượng nhiệt từ ngoài vào, nhiệt này gọi là nhiệt bốc hơi
4.2.3 Các nhân tố ảnh hưởng đến bốc hơi
Cường độ bốc hơi trong thiên nhiên phụ thuộc rất nhiều vào các điều kiện vậy đó là những điều kiện gì?
4.2.3.1 Điều kiện vật lý của vật bốc hơi
• Trạng thái vật thể
Trang 4Lực ràng buộc phân tử của vật thể ở trạng thái rắn lớn hơn lực ràng buộc phân tử của vật thể ở trạng thái lỏng, cho nên sự bốc hơi trên mặt băng khó và chậm hơn sự bốc hơi trên mặt nước
• Nhiệt độ của băng và của nước
Nhiệt độ của băng và nước càng cao thì tốc độ chuyển động của các phân tử càng nhanh, số phân tử có thể thoát khỏi lực ràng buộc phân tử vượt ra khỏi mặt băng hay trên mặt nước càng nhiều, và các phân tử ấy cũng dễ bay hơi vào không khí khi chúng đã tách khỏi chất băng hoặc nước Vì vậy nhiệt độ của băng hay của nước càng cao, tốc độ bốc hơi cũng càng nhanh Nhiệt
độ của băng hay của nước càng thấp, tốc độ bốc hơi cũng sẽ càng chậm
• Hình dạng mặt ngoài
Mặt ngoài của băng hay nước là nơi mà phân tử nước phải đi qua khi bốc hơi, cho nên diện tích mặt ngoài lớn hay nhỏ có liên quan rất nhiều đến khả năng vượt ra ngoài mặt băng hay mặt nước của các phân tử nước Diện tích mặt ngoài càng lớn thì mặt bốc hơi lớn, bốc hơi tiến hành nhanh Diện tích mặt ngoài càng nhỏ, bốc hơi tiến hành chậm Độ cong mặt ngoài cũng ảnh hưởng đến tốc độ bốc hơi, độ cong càng lớn bốc hơi càng dễ dàng Vấn đề này giải thích như sau:
Một phân tử nằm ở mặt chất nước sẽ chịu tác dụng của những lực hút của tất cả những phân tử
nằm ở hình cầu tác dụng phân tử (Hình 4.2.)
Hình 4.2 Sự bốc hơi từ mặt phẳng, mặt lồi và mặt lõm chất lỏng
Trong hình vẽ ta thấy trên mặt lồi các phân tử nước thuộc thể tích abcd nằm trong hình cầu tác dụng phân tử, chúng giữa phân tử m1 nằm lại trong chất nước Tổng hợp lực của những lực hút của tất cả các phân tử trong thể tích abcd được biểu diễn bằng mũi tên thẳng đứng
Đối với mặt phẳng, số phân tử trong thể tích abcd lớn hơn đối với mặt lồi, cho nên tổng hợp lực giữ phân tử m2 lại trong chất nước lớn hơn đối với mặt lồi
Đối với mặt lõm, thể tích abcd còn lớn hơn đối với mặt phẳng, cho nên ứng theo đó, tổng hợp lực của những lực cản trở phân tử m3 bứt khỏi mặt lõm cũng phải lớn hơn
Vì vậy, những phân tử muốn bứt ra khỏi mặt lồi, cần ít năng lượng hơn để thắng những lực kết dính, so với những phân tử bứt khỏi mặt phẳng Mặt khác những phân tử muốn bứt ra khỏi mặt lõm phải mất nhiều năng lượng hơn để thắng các lực kết dính so với những phân tử bứt khỏi mặt phẳng
Do đó, sự bốc hơi từ mặt lồi sẽ nhiều hơn và từ mặt lõm sẽ ít hơn so với mặt phẳng khi ở cùng một nhiệt độ
Trang 5• Tạp chất trong nước
Trong nước thường có tạp chất hòa tan hay không tan, sự tồn tại của tạp chất đó có thể làm giảm diện tích mặt ngoài bốc hơi thực tế của nước Vì những tạp chất có thể ion hóa trong nước, như NaCl, lại càng chiếm một phần khá lớn mặt ngoài của nước Bởi vậy nước có tạp chất càng nhiều, dung tích nước có nồng độ càng đặc, thì sự bốc hơi tiến hành càng chậm Tốc
độ bốc hơi của nước biển chậm hơn so với tốc độ bốc hơi của nước tinh khiết 5% Nhưng mặt khác, tạp chất trong nước có khi làm thay đổi độ liên kết của phân tử nước, hay hình thành hợp chất, hơn nữa lại có thể làm thay đổi sức hút phân tử giữa các thành phần, như vậy có khi làm quá trình bốc hơi trở nên dễ dàng, có khi làm quá trình bốc hơi trở nên khó khăn
• Độ sâu của nước
Mực nước của thủy vực nông có nhiệt độ cao nên bốc hơi mạnh hơn các thủy vực sâu
• Sự bốc hơi từ mặt đất
Sự bốc hơi từ mặt đất còn chịu ảnh hưởng của tính chất vật lý của đất, trạng thái mặt đất, địa hình và các nhân tố khác Chẳng hạn: đất tơi, đất đóng cục, có mao quản rỗng, bốc hơi ít hơn đất bụi hay đất chắc có những mao quản nhỏ Sở dĩ như vậy là vì nước theo những mao quản rỗng Cũng lý do đó đất cát bốc hơi nhiều hơn đất thịt Đất càng khô bốc hơi càng chậm Độ sâu của mực nước ngầm cũng ảnh hưởng đến sự bốc hơi, mực nước ngầm nông thì độ bốc hơi càng lớn Bề mặt đất nhẵn bốc hơi ít hơn bề mặt đất gồ ghề, vì diện tích bốc hơi của nó nhỏ hơn Đất có màu nhạt bốc hơi ít hơn đất có màu sẫm vì nó nóng lên ít hơn Địa hình ảnh hưởng rất lớn đến sự bốc hơi Tại những nơi cao, sự trao đổi loạn lưu mạnh hơn, độ bốc hơi mạnh hơn
ở những thung lũng, vực sâu và đồng bằng Lớp phủ thực vật làm giảm sự bốc hơi trực tiếp từ mặt đất đi rất nhiều, vì lớp phủ thực vật che chở cho đất khỏi bị đốt nóng bởi các tia mặt trời, nâng cao độ ẩm của không khí và do làm giảm tốc độ gió nên cũng làm giảm sự trao đổi loạn lưu ở gần mặt đất
4.2.3.2 Điều kiện khí tượng
Độ bốc hơi phụ thuộc rất nhiều vào điều kiện khí hậu
• Gió và loạn lưu
Gió và loạn lưu có tác dụng vận chuyển hơi nước đi nơi khác làm cho độ thiếu hụt bão hòa càng lớn do đó bốc hơi nhanh
• Độ ẩm của không khí
Độ ẩm của không khí càng nhỏ, độ thiếu hụt bão hòa càng lớn, tốc độ bốc hơi càng lớn
• Nhiệt độ không khí
Nhiệt độ không khí trên mặt bốc hơi tăng thì sức trương của hơi bảo hòa trên mặt đó cũng tăng,
độ thiếu hụt bão hòa sẽ tăng Nhiệt độ không khí càng cao, số phân tử nước có thể chứa được trong không khí cũng sẽ càng nhiều Hơn nữa, khi nhiệt độ không khí càng cao, sức hoạt động của phân tử hơi nước trong không khí tương đối mạnh, phân tử hơi nước trên mặt bốc hơi dễ khuếch tán, khó bị mặt bốc hơi thu hút Vì vậy, nhiệt độ không khí trên mặt bốc hơi càng cao thì bốc hơi càng mạnh
• Khí áp
Trang 6Khí áp ảnh hưởng quan trọng đến tốc độ bốc hơi Khí áp càng cao, mật độ phân tử không khí sẽ lớn, các phân tử nước càng khó bứt ra khỏi chất nước, mặt khác khí áp càng cao sự khuếch tán của các phân tử hơi nước trên bề mặt bốc hơi bị cản trở Những điều đó đã cho thấy sự phụ thuộc nghịch đảo giữa cường độ bốc hơi vào áp suất khí quyển
4.2.4 Tính tốc độ bốc hơi
Mức độ bốc hơi ở từng nơi, từng lúc rất khác nhau Mức độ bốc hơi được xác định bằng tốc độ hay cường độ bốc hơi, nghĩa là bằng lượng nước đã bốc hơi trong đơn vị thời gian từ một đơn
vị diện tích bề mặt Đơn vị thường lấy: g/cm2/S
Trong thực tế, tốc độ bốc hơi được biểu diễn bằng độ dày của lớp nước đã bốc hơi, tính bằng mm; lớp dày 1 mm bằng khối lượng 1 kg bốc hơi từ bề mặt 1 m2
Sự bốc hơi trong những điều kiện thiên nhiên được biểu diễn bằng định luật Daltin:
E - e
W = A - (4.6)
P Trong đó: W – tốc độ bốc hơi tính bằng g/cm2/S;
E – sức trương của hơi bão hòa ở nhiệt độ của bề mặt bốc hơi;
e – sức trương của hơi nước trên bề mặt bốc hơi;
A – hệ số tỷ lệ, phụ thuộc chủ yếu vào tốc độ gió
4.3 CÁC PHƯƠNG PHÁP XÁC ĐỊNH ĐỘ BỐC HƠI TRONG THIÊN NHIÊN
4.3.1 Dùng thùng bốc hơi để đo độ bốc hơi
Thông thường, độ bốc hơi được đo bằng các loại thùng đo bốc hơi Trong những dụng cụ hiện
sử dụng, độ bốc hơi được xác định đối với thể tích nước hay đất không lớn lắm lấy làm mẫu Mẫu đặt trong dụng cụ bị cách ly khỏi khối còn lại Điều đó vi phạm đến sự trao đổi tự nhiên của hơi ẩm và nhiệt, đồng thời làm thay đổi những điều kiện bốc hơi, cho nên trị số độ bốc hơi
đo bằng dụng cụ khác với trị số thực rất nhiều
Như vậy mỗi thùng bốc hơi thuộc hệ thống nào đi nữa cũng không tạo ra được điều kiện bốc hơi thực tế trong thiên nhiên và số chỉ của nó chỉ là một khái niệm tương đối về bốc hơi thực tiễn và chỉ đặc trưng cho cái gọi là khả năng bốc hơi Khả năng bốc hơi là độ bốc hơi có thể xảy ra tại một nơi đã cho, trong những điều kiện khí tượng thực tế, không bị hạn chế bởi trữ lượng nước
Sự khác nhau giữa khả năng bốc hơi và độ bốc hơi thiên nhiên có thể rất lớn Ví dụ ở sa mạc, nơi không có nước nên độ bốc hơi thực rất nhỏ, nhưng số chỉ của những thùng bốc hơi lại cho khả năng bốc hơi rất lớn Một thiếu sót lớn của thùng bốc hơi là các kết quả thu được do các dụng cụ khác nhau, đặt tại những nơi khác nhau không phải bao giờ cũng so sánh được với nhau Cho nên vấn đề xác định độ bốc hơi bằng cách đo trực tiếp hiện nay chưa giải quyết và cho kết quả tốt
4.3.2 Dùng công thức kinh nghiệm để tính bốc hơi
Trang 7Các công thức kinh nghiệm được xây dựng dựa trên những số liệu thu được bằng phương pháp quan sát tốc độ bốc hơi tại những thùng bốc hơi, các bể nước khác nhau và quan sát các yếu tố khí tượng ảnh hưởng đến bốc hơi Độ thiếu hụt bão hòa, tốc độ gió là những nhân tố cơ bản quy định độ bốc hơi nên thường được đưa vào các công thức kinh nghiệm Do việc đo nhiệt độ mặt bốc hơi rất khó nên độ thiếu hụt bão hòa đôi khi phải tính với nhiệt độ của không khí
Công thức đơn giản nhất biểu diễn sự phụ thuộc của tốc độ bốc hơi vào độ thiếu hụt bão hòa và tốc độ gió, là công thức của V V Suleikin
4.3.3 Phương pháp cân bằng nhiệt
Phương pháp này căn cứ vào nguyên lý cân bằng nhiệt, dựa vào sự xác định các yếu tố khác (ngoài Z) trong phương trình cân bằng nhiệt để tính bốc hơi
Ta đã biết phương trình cân bằng nhiệt của mặt đệm:
B = LZ + V + P + ΔB (4.9) Trong đó: B – trị số cân bằng bức xạ;
LZ – nhiệt bốc hơi (L: tiềm nhiệt bốc hơi ở 00C L = 597 calo /g, Z: lượng bốc hơi);
V – thông lượng nhiệt trao đổi với không khí bằng loạn lưu;
P – nhiệt truyền xuống tầng dưới;
ΔB – lượng nhiệt tích lũy ở mặt đệm
Trang 8Trong thời gian dài (có khi trong thời gian ngắn một hoặc vài ngày) ΔB so với các trị số khác thì nó rất nhỏ nên có thể bỏ qua
Đối vối mặt nước:
Khả năng truyền nhiệt của đất kém, nên đối với năm, đất có thể không xét trị số P Vậy:
Trị số B đã được xác định, song việc xác định V rất phức tạp
Bu-ten đã tìm ra mối quan hệ giữa nhiệt nhiệt mất đi do bốc hơi và nhiệt mất đi do quá trình loạn lưu:
hệ nhất định Thông qua quan hệ này, có thể căn cứ vào gradient nhiệt độ và độ ẩm để xác định
k – hệ số trao đổi loạn lưu phụ thuộc trình độ loạn lưu;
ρ - mật độ không khí;
Trang 9Chúng ta đã biết tỷ hỗn hợp (f) biểu thị
f = α/ρ Trong đó: α - mật độ hơi nước hay độ ẩm tuyệt đối;
ρ - mật độ không khí
α = fρ Biết:
Thay vào (4.17) được:
e1 e2 0,622ρ1 0,622ρ2
P1 P2
LZ = Lk - (4.18)
Z2 – Z1Trong đó: ρ1, e1, P1 – mật độ không khí, sức trương hơi nước và khí áp ở độ cao Z1;
ρ2, e2, P2 – mật độ không khí, sức trương hơi nước và khí áp ở độ cao Z2 Nếu Z1 và Z2 cách nhau không lớn thì có thể xem
ρ1 = ρ2 = ρ và P1 = P2 = P Công thức (3.18) viết thành:
ρ e1 – e2
P Z2 – Z1 Chia (4.17) cho (4.19) ta được:
V CpP T1 – T2
α = = -( -) (4.20)
LZ 0,622L e1 – e2Trong đó: P – tính theo mmHg và quan trắc được;
Cp, L – đã biết;
Trang 10T1 – nhiệt độ xác định được ở bề mặt bốc hơi;
e1 – tìm được bằng cách tra theo quan hệ E = f(T) (vì gần mặt bốc hơi coi
ở trạng thái bão hòa hơi nước);
T2, e2 – nhiệt độ, sức trương hơi nước cách mặt bốc hơi một độ cao nào đó
và có thể xác định được;
Do đó trị số α có thể tính được
Thay trị số α vào phương trình (4.15) sẽ tính được lượng bốc hơi Z
4.3.4 Phương pháp cân bằng nước
Người ta có thể xác định độ bốc hơi trên cơ sở lý luận cân bằng nước Cân bằng nước là tổng
số đại số lượng nước tới trên mặt đến dưới dạng mưa X, lượng nước bốc hơi Z và dòng chảy Y
Từ phương trình của cân nước: X – Z – Y = 0, ta suy ra:
Trong đó: Z – độ bốc hơi tổng cộng của diện tích lưu vực;
X – lượng mưa trong năm;
Y – dòng chảy
Xác định Y không khó khăn khi đã có mạng lưới trạm quan sát mưa khá dày Trị số dòng chảy
Y tìm được bằng cách quan sát liên tục lưu lượng nước trong sông (lượng nước chảy trong đơn
vị thời gian qua tiết diện ngang của sông)
Tuy vậy, việc sữ dụng phương pháp cân bằng nước bị hạn chế, vì những số liệu về dòng chảy chỉ có được ở những vùng có mạng lước quan trắc thủy văn
Trang 11Trong đó Δe là chênh lệch sức trương của nước tại các độ cao 0,5 m và 2 m K1 là hệ số trao đổi loạn lưu tại độ cao 1 m, xác định bằng công thức:
Δt
k1 = 0,104 Δu(1 + 1,38 -) m/s
(Δu)2
Δu là chênh lệch trung bình trong 10 phút của tốc độ gió, tính bằng m/s, tại các độ cao 0,5 và 2
m, Δt là chênh lệch trung bình trong 10 phút của các nhiệt độ tại độ cao 0,5 m và 2 m
4.4 SỰ BIẾN HÓA ĐỘ ẨM KHÔNG KHÍ THEO THỜI GIAN VÀ KHÔNG GIAN
Nhờ sự bốc hơi của nước từ mặt các đại dương, sông hồ, ao, ngòi, đất ẩm và lớp phủ thực vật
mà khí quyển luôn luôn chứa một lượng nước rất lớn Hơi nước nhập vào khí quyển cùng với không khí tham gia vào tất cả các dạng chuyển động Một điều cần chú ý, lượng hơi nước trong không khí có quan hệ mật thiết với các quá trình ngưng tụ, giáng thủy, bốc hơi Nói cách khác, quá trình tuần hoàn nước trong khí quyển quan hệ hữu cơ với độ ẩm trong không khí Cho nên trong chương này chúng ta cần tìm hiểu về quy luật biến hóa của độ ẩm không khí theo thời gian, không gian như thế nào
4.4.1 Sự biến hóa của độ ẩm không khí theo thời gian
4.4.1.1 Dạng diễn biến hàng ngày và hàng năm của độ ẩm tuyệt đối
Biến thiên của độ ẩm không khí theo thời gian được quy định bởi hai nhân tố:
- Bởi độ bốc hơi từ mặt đất;
- Bởi sự trao đổi loạn lưu, đối lưu
Do đó, người ta thường gặp hai kiểu diễn biến hàng ngày của độ ẩm tuyệt đối
Kiểu thứ nhất là dạng diễn biến hàng này đơn, nó gần như song song với dạng diễn biễn hàng ngày của nhiệt độ không khí, có một điểm cực đại vào lúc 14 – 15 giờ và một cực tiểu trước khi mặt trời mọc Người ta quan sát mấy dạng diễn biến hàng ngày như vậy trên các mặt nước, tại các miền rừng cây ẩm thấp là những nơi bốc hơi nhiều và liên tục, và trên những lục địa, vào mùa đông và mùa thu, khi độ biến thiên hàng ngày của nhiệt độ không lớn lắm
Kiểu thứ hai là đang diễn biến hàng ngày kép có hai cực đại: vào lúc 8 – 9 giờ và lúc 20 – 21 giờ và hai cực tiểu: trước khi mặt trời mọc và vào lúc 15 – 16 giờ
Dạng này thường xảy ra trên các lục địa vào mùa hè Trước khi mặt trời mọc, nhiệt độ không khí đạt tới trị số cực tiểu, độ ẩm tuyệt đối cũng đạt trị số cực tiểu Sau đó mặt đất, đất bắt đầu được đốt nóng, độ bốc hơi tăng và độ ẩm nóng, chứa nhiều hơi nước sẽ bốc lên cao, và sự đốt nóng càng tiếp tục, thì càng có những khối không khí mới nằm ở trên cao hơn nhập thêm vào dòng đối lưu
Đến khoảng 8 – 9 giờ, quan sát thấy độ ẩm tuyệt đối tăng lên khá nhanh, vì rằng lượng hơi nước do bốc hơi vượt quá lượng hơi nước tỏa lên những lớp cao hơn
Đất càng được đốt nóng thì dòng đối lưu càng mạnh làm cho sữ xáo trộn giữa những khối không khí ở trên khô hơn với những khối dưới ẩm hơn càng mạnh mẽ Lúc này sự trao đổi thẳng đứng lấn át sự bốc hơi, và độ ẩm tuyệt đối trong những lớp dưới thấp giảm đi cho tới 15
Trang 12– 16 giờ, nghĩa là cho tới lúc có sự phát triển mạnh nhất của trao đổi thẳng đứng Sau đó thì đối lưu yếu đi, thể tích của khối không khí tham gia trong sự xáo trộn giảm đi, những hơi ẩm do bốc hơi vẫn tiếp tục nhập vào các lớp dưới thấp
Độ ẩm tuyệt đối bắt đầu tăng và đạt tới điểm cực đại thứ hai vào lúc 20 – 21 giờ Ban đêm, nhiệt độ giảm, đối lưu giảm nên bốc hơi rất yếu Ngoài ra, một phần hơi nước ngưng kết lại thành sương hay sương mù Vì thế độ ẩm tuyệt đối tiếp tục giảm và đạt cực tiểu vào gần lúc mặt trời mọc
Dao động hàng năm của độ ẩm tuyệt đối của không khí thường trùng với sự diễn biến hàng năm của nhiệt độ Trị số lớn nhất của độ ẩm tuyệt đối xảy ra ở Bắc bán cầu vào tháng bảy, và trị số nhỏ nhất xảy ra vào tháng một
4.4.1.2 Dạng diễn biến hàng ngày và hàng năm của độ ẩm tương đối
Dạng diễn biến hàng ngày và hàng năm của độ ẩm tương đối hầu như ở bất kỳ đâu cũng ngược với dạng biến thiên của nhiệt độ Thực vậy, trị số của độ ẩm tương đối r=e/E*100, sẽ giảm khi nhiệt độ tăng, vì rằng khi đó e tăng chậm hơn E Khi nhiệt độ hạ xuống, độ ẩm tương đối tăng lên Trong dạng diễn biến ngày, trị số cực đại của độ ẩm tương đối xảy ra trước mặt trời mọc, còn trị số cực tiểu vào lúc 15 – 16 giờ
Trong dạng diễn biến hàng năm của độ ẩm tương đối, cực đại xảy ra vào những tháng lạnh nhất, còn cực tiểu xảy ra vào những tháng nóng nhất
Tại những vùng khí hậu gió mùa thì mùa hè có gió ẩm thổi từ biển vào, còn mùa đông gió khô thổi từ đất liền ra, dạng diễn biến hàng năm của độ ẩm tương đối ngược lại với dạng thông thường, nghĩa là cực đại xảy ra vào mùa hè, còn cực tiểu vào mùa đông
Độ ẩm không khí chẳng những biến hóa theo thời gian mà còn biến hóa theo không gian
4.4.2 Sự biến đổi của độ ẩm không khí theo không gian
Hơi nước được chuyển lên cao nhờ khuếch tán và trao đổi thẳng đứng, do đó nó được phân bố trong một lớp khí quyển khá dày Mặt khác hơi nước ở khí quyển còn phân bố theo chiều nằm ngang
4.4.2.1 Sự phân bố thẳng đứng của độ ẩm không khí
Sự phân bố của hơi nước theo độ cao phụ thuộc vào những quá trình bốc hơi và ngưng kết, sự hình thành mưa, những điều kiện nhiệt độ, mức độ đối lưu, loạn lưu Do đó khó tìm được một quy luật chặt chẽ nhất định về sự biến thiên của độ ẩm không khí theo độ cao
Kết quả quan sát cho thấy rằng độ ẩm tuyệt đối giảm nhanh theo độ cao Sở dĩ vậy vì càng lên cao càng xa bề mặt bốc hơi Mặt khác nhiệt độ không khí càng lên cao càng thấp nên khả năng chứa hơi nước trong không khí càng ít Tính trung bình ở độ cao 1.500 m, độ ẩm không khí giảm xuống 2 lần, ở độ cao 3.000 m xuống 4 lần và 10 lần ở độ cao 5.000 m, tức là giảm đi nhanh hơn nhiều so với áp suất khí quyển Ở những vùng đồi núi cao, do đồi núi nhô lên cao cung cấp thêm một phần hơi nước cho khí quyển do bốc hơi nên độ ẩm tuyệt đối giảm chậm hơn: giảm đi 2 lần tại độ cao 2.000 m, 4 lần ở độ cao 4.000 m
Sự giảm sức trương hơi nước theo độ cao được biểu thị bằng công thức thực nghiệm, như Khan
đã đưa ra công thức cho các vùng núi:
Trang 13eZ = eOx10Z/6,3 Trong đó: eO và eZ – Sức trương hơi nước tại mực biển và tại độ cao Z km
Đối với khí quyển tự do, theo những số liệu khí tượng cao không, N P Nacorenko đưa ra công thức sau:
eZ = eOx10-k(to – tz) Trong đó: tO và tZ – Nhiệt độ không khí tại mặt đất và tại độ cao Z;
k – Hệ số thực nghiệm bằng khoảng 0,0387 ở tại Páp-lốp-skơ
Những công thức thực nghiệm vừa nêu trên, chỉ đặc trưng một cách gần đúng cho sự phân bố trung bình độ ẩm không khí trong một khoảng thời gian nào đó
Kết quả quan sát cho biết độ ẩm tương đối nói chung cũng có giảm theo độ cao, nhưng giảm không đều Trong khí quyển thấy những lớp ẩm và cả những lớp bão hòa xen kẽ với những lớp tương đối khô hơn Mùa hè, ban ngày độ ẩm tương đối ở mặt đất nhỏ, khi lên cao độ ẩm có tăng lên Tới độ cao 1,5 – 2,5 km quan sát thấy trị số lớn nhất Lớp có độ ẩm tương đối lớn nhất ứng với mực đối lưu mùa hè và với lớp mà mây thường hay hình thành nhất Còn ban đêm trong mùa hè và cả ban ngày lẫn ban đêm trong mùa đông thì độ ẩm tương đối lớn nhất ở dưới thấp Ở trên cao thì nó giảm đi khá rõ rệt, nhưng dạng diễn biến này đôi khi bị hiện tượng nghịch nhiệt gần mặt đất làm rối loạn Tại các lớp cao của tầng đối lưu, sự giảm của độ ẩm tương đối diễn ra chậm hơn, và mãi tới đỉnh tầng đối lưu, trị số của nó mới đạt tới vào khoảng 50%
4.4.2.2 Sự phân bố độ ẩm không khí theo chiều ngang
Sự phân bố độ ẩm tuyệt đối trên trái đất gần như đi theo sự phân bố nhiệt độ Trị số lớn nhất quan sát thấy ở vùng xích đạo và giảm đi về phía cực ở vùng xích đại trung bình độ ẩm tuyệt đối đạt tới 25 mb, còn ở vĩ độ 650, vào khoảng 4 mb
Các trị số trung bình về nhiệt độ, sức trương hơi nước, độ ẩm tương đối ở vĩ độ khác nhau được ghi trong Bảng
Bảng
5 15 25 35 45 55 65
emb 25,3 22,9 18,4 12,9 9,3 6,5 4,1 R% 79 75 61 70 74 78 82
Theo các số liệu trong bảng, ta thấy sự biến thiên của độ ẩm tương đối theo vĩ độ có tính chất phức tạp hơn
Sự phân bố độ ẩm tương đối phụ thuộc nhiều vào đặc điểm của bề mặt trái đất Trên đại dương,
độ ẩm tương đối hầu như ở mọi nơi (từ xích đạo đến các cực) trung bình vào khoảng 80% Vào sâu trong lục địa, tức là càng xa biển, về mùa hạ độ ẩm tương đối giảm, còn về mùa đông, ở các vĩ độ ôn đới không có sự khác nhau lớn về trị số độ ẩm tương đối giữa biển và lục địa Trừ phần đông bắc châu Á (khu vực cực lạnh) về mùa đông độ ẩm tương đối lại lớn hơn ở vùng